黑龙江东安金矿床赋矿岩浆岩锆石U-Pb 年代学及岩石地球化学特征*

刘瑞萍 顾雪祥 章永梅 王佳琳 郑硌 高海军

中国地质大学地球科学与资源学院，地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

1 引言

东北地区位于世界三大成矿域之一的环太平洋成矿域，同时也是中亚-兴蒙造山带的一部分。中生代以来，该区经历了古亚洲洋的闭合和太平洋板块的俯冲作用，导致多期强烈的构造岩浆活动和大规模成矿作用，矿床类型以浅成低温热液型金矿床和斑岩型金铜矿床为主。浅成低温热液型金矿床主要赋存于早白垩世火山岩中，如小兴安岭地区高松山金矿床的赋矿围岩为早白垩世板子房组中酸性火山岩(郑硌等，2013);大兴安岭地区的旁开门金矿床赋存于早白垩世甘河组火山岩中(李向文等，2012)，古利库金(银)矿床赋存于早白垩世龙江组和光华组安山岩和英安岩中(杨芳林等，2000);吉林东部的刺猬沟金矿床和五凤-五星山金矿床赋存于早白垩世金钩岭组中酸性火山岩中(门兰静等，2010)。东安金矿床位于黑龙江省逊克县境内，是黑龙江省有色金属地质勘查707 队于2000 年发现的产于早白垩世光华组火山-次火山岩和燕山期碱长花岗岩中的一个大型低硫型浅成低温热液金矿床。该矿床发现以来，众多学者对矿床地质特征(刘伟等，2002;郭继海等，2004;刘智明，2006;苏仁奎等，2006)、岩石地球化学(刘伟等，2002;薛明轩等，2002;郭继海等，2004;杨铁铮，2008)、年代学(杨铁铮，2008;马芳芳等，2012)、成矿流体和物质来源(于建波等，2005;霍亮和孙丰月，2010)、矿床成因(敖贵武等，2004;陶卫星等，2006;叶鑫，2011)和成矿地质背景(叶鑫，2011;马芳芳等，2012)等方面进行了研究。但有关作为赋矿围岩的早白垩世光华组火山-次火山岩和燕山期碱长花岗岩的岩石成因和构造背景仍存在较大的争议，对侵入岩、火山岩与成矿作用的关系更是缺乏系统的认识。本文通过对碱长花岗岩和光华组火山岩的岩石地球化学分析和LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素年代学研究，探讨赋矿围岩的岩石成因和大地构造背景，以确定与成矿作用相关的构造和岩浆事件。

图1 东安金矿床区域地质图(据Zhang et al.，2010 修改)Fig.1 Regional geologic map of the Dong’an gold deposit (modified after Zhang et al.，2010)

2 区域地质背景

位于中亚-兴蒙造山带东段的中国东北地区，古生代经历了古亚洲构造域的演化，中生代经历了环太平洋板块的俯冲作用以及蒙古-鄂霍茨克构造体系的叠加改造作用(刘俊杰等，1993)(图1)。

区域出露最老的地层为上元古界一面坡组，主要由千枚岩、变粒岩、变质中酸性火山岩组成。古生代地层出露有下寒武统铅西组，岩性主要为白云质大理岩、炭质板岩和泥质板岩等;上二叠统红山组，岩性主要为变质长石岩屑砂岩、变质砂砾岩和板岩等。中生代出露地层主要为白垩系，自下而上为龙江组安山岩、杏仁安山岩，光华组英安岩、流纹岩和流纹质凝灰岩，九峰山组含砾粗砂岩、砾岩和泥质粉砂岩。新生代地层主要为第四系下更新统大熊山玄武岩。

区内岩浆活动强烈，具有多期、多阶段的特点，可分为三个旋回:(1)加里东期花岗闪长岩，呈岩基和岩株产出;(2)印支期花岗闪长岩和二长花岗岩，呈岩基和岩株产出;(3)燕山期碱长花岗岩、潜流纹岩、花岗斑岩，呈岩脉产出，与同时代的中-酸性火山岩相伴生。

区内断裂构造发育，主要有NNE 向库尔滨壳断裂、近EW 向三间房断裂和NE 向陷马河-南营子隐伏断裂。库尔滨壳断裂沿库尔滨河谷展布，形成于燕山期，为主要的控岩、控矿构造。三间房断裂西段沿库尔滨河谷展布，东段被砂砾岩覆盖，错切库尔滨断裂。NE 向陷马河-南营子隐伏断裂的次级断裂极其发育。不同期次的断裂构造控制了不同时代的岩浆侵位、火山喷发以及盆地的形成和演化。

3 矿床地质特征

矿区地层出露简单，主要有:下白垩统光华组(K1gn)中酸性火山岩及火山碎屑岩，岩性主要有安山岩、粗安岩、英安岩和流纹岩等;第四系(Q)玄武岩、砂砾岩等(图2)。

矿区构造以断裂和火山机构为主。NNE 向库尔滨壳断裂位于矿区北西部，近SN 向、NNE 向、NNW 向3 组次级断裂为主要的控岩导矿构造(马芳芳等，2012)。火山机构以火山通道为主，沿断裂及其交切部位形成，为熔岩状潜火山岩的侵入通道，同时也是成矿的有利空间。矿区出露的侵入岩主要为燕山期中粗粒碱长花岗岩、细粒碱长花岗岩和花岗斑岩。

金矿体受断裂控制，呈脉状赋存于流纹岩和碱长花岗岩中。矿区共发现有14 条矿脉，走向以SN、NNE 和NE 向为主，延长50～800m，厚度1～7m 不等，最大垂深小于400m，金品位3～10g/t。5 号矿体规模最大，呈大脉状，已控制最大延长770m，最大垂深358m，平均厚度6.73m，平均金品位为9.05g/t，银品位为75.8g/t。金银含量成正相关。

图2 东安金矿床矿区地质图(据Zhang et al.，2010 修改)Fig.2 Geologic map of the Dong’an gold deposit(modified after Zhang et al.，2010)

矿石为贫硫化物型，硫化物含量小于4%。金属矿物主要为黄铁矿，次为黄铜矿、闪锌矿、蓝辉铜矿、磁铁矿和自然金;非金属矿物主要有石英，次为冰长石、绢云母、萤石和绿泥石。矿石结构主要为他形粒状、自形-半自形粒状结构，次为包含结构。矿石构造主要为脉状、网脉状、角砾状、晶簇-晶洞状、梳状和叶片状构造(图3)。围岩蚀变强烈且普遍，主要为硅化、冰长石化、玉髓化、萤石化、绢云母化和微弱的黄铁矿化，其中硅化、冰长石化与成矿关系密切。围岩蚀变多沿断裂发育，分带性明显，从内向外依次为硅化-冰长石化带、硅化带和泥化带。

4 岩浆岩岩相学特征

中粗粒碱长花岗岩 岩石呈浅肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造(图4a，b)。主要矿物为条纹长石(45%～55%)、石英(25%～35%)和斜长石(10%～15%)，含少量黑云母(2%～3%)。条纹长石呈自形-半自形板片状，大小约为0.5 ×1mm～2 ×5mm，绢云母化、泥化发育。石英呈他形粒状，大小约0.2 ×0.3mm～2 ×4mm，具波状消光。斜长石呈自形-半自形板片状，大小约0.5 ×1mm～2 ×3mm，见明显的聚片双晶，弱绢云母化。次要矿物为黑云母，呈他形粒状，粒度0.2 ×0.3mm～0.5 ×0.8mm，局部绿泥石化。副矿物为磁铁矿和锆石。

图3 东安金矿床矿石手标本特征(a)网脉状构造矿石;(b)角砾状构造矿石;(c)梳状构造矿石;(d)晶洞状构造矿石;(e)叶片状构造矿石.Q-石英;Adl-冰长石Fig.3 Photos of ore associations of the Dong’an gold deposit(a)ore with stockwork structure;(b)ore with brecciated structure;(c)ore with comb structure;(d)ore with miarolitic structure;(e)ore with foliated structure.Q-quartz;Adl-adularia

细粒碱长花岗岩 岩石呈浅肉红色，细粒自形-半自形花岗结构，块状构造(图4a，c，d)。主要矿物组成为条纹长石(45%～50%)、石英(30%～35%)、微斜长石(10%～15%)和斜长石(5%～10%)。条纹长石呈自形-半自形板状，大小约0.2 ×0.4mm～1 ×2mm，弱绢云母化。石英呈他形粒状，粒度约0.1 ×0.2mm～0.3 ×0.5mm，波状消光。微斜长石呈半自形板片状，大小为0.1 × 0.2mm～0.6 ×0.8mm，见格子双晶。斜长石呈自形-半自形板片状，大小0.1 ×0.2mm～0.4 ×0.6mm，见聚片双晶，双晶纹细而密，弱绢云母化。次要矿物为黑云母和白云母，黑云母呈他形片状，大小0.05 ×0.1mm～0.2 ×0.3mm;白云母呈他形片状，大小0.05 ×0.06mm～0.1 ×0.3mm，高级白干涉色。

流纹岩 岩石呈浅黄白色，斑状结构，流纹构造。斑晶含量约为10%，主要为石英和透长石(图4e，f)。石英呈他形粒状，含量约占斑晶总量的65%，大小0.05 ×0.05mm～0.1 ×0.2mm，干涉色为Ⅰ级黄白，具波状消光。透长石呈半自形-他形粒状，含量约占斑晶总量的35%，干涉色为Ⅰ级灰白。基质为隐晶质。

安山岩 岩石呈灰紫色，斑状结构(图4g，h)。斑晶含量占岩石总量的15%，主要为斜长石，次为角闪石。斜长石呈自形-半自形长条状，大小约为0.1 × 0.2mm～0.3 ×0.5mm，可见聚片双晶，占斑晶总量的90%。角闪石呈自形-半自形近菱形的六边形，大小0.1 ×0.3mm～0.3 ×0.6mm，发育暗化边。基质由长条状斜长石和隐晶质构成玻晶交织结构。

5 样品和分析方法

用于LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年的样品为采自东安金矿床5 号矿脉附近的细粒碱长花岗岩(DA-64，图2 中A 点)和流纹岩(DA-D09，图2 中B 点)。锆石的分选在河北省地质测绘院岩矿实验测试中心完成，先将样品破碎，再用常规重力和磁选方法进行分选获得锆石。然后在双目镜下挑选晶形和透明度较好的锆石颗粒，置于环氧树脂中制成锆石样品靶。对其进行抛光直到样品露出一个光洁的平面，用于阴极发光(CL)显微照相和锆石U-Pb 同位素测试。

图4 东安金矿床赋矿岩石的野外和镜下特征(a)浅肉红色中粗粒碱长花岗岩中包裹细粒碱长花岗岩;(b)正交偏光下中粗粒碱长花岗岩;(c)细粒碱长花岗岩;(d)正交偏光下细粒碱长花岗岩;(e)黄白色流纹岩;(f)正交偏光下流纹岩;(g)灰紫色安山岩;(h)正交偏光下安山岩.Q-石英;Sa-透长石;Pl-斜长石;Pth-条纹长石;Mic-微斜长石;Hbl-角闪石Fig.4 Field and microscopic photos of host rocks of the Dong’an gold deposit(a)pale red coarse alkali-feldspar granite including fine-grained alkali-feldspar granite;(b)coarse alkali-feldspar granite under orthogonal polarization microscope;(c)fine-grained alkali-feldspar granite;(d)fine-grained alkali-feldspar granite under orthogonal polarization microscope;(e)yellow-white rhyolite;(f)yellow-white rhyolite under orthogonal polarization microscope;(g)dark purple andesite;(h)andesite under orthogonal polarization microscope.Q-quartz;Sa-sanidine;Pl-plagioclase;Pth-perthite;Mic-microcline;Hbl-hornblende

细粒碱长花岗岩(DA-64)样品的锆石U-Pb 同位素定年在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学微区分析室采用激光烧蚀等离子质谱(LAICP-MS)完成，激光剥蚀系统为美国产的Geolas 193 准分子固体进样系统，ICP-MS 为美国Thermo Fisher X Series Ⅱ型四极杆等离子体质谱。测试过程中，激光斑束直径为32μm，频率为8Hz，采用He 作为载气，Ar 气作为补偿气。采用美国国家标准参考物质NIST610 对仪器进行最佳化，并将其作为微量元素含量测定的外标。采用标准锆石91500(206Pb/238U =1065Ma)(Wiedenbeck et al.，1995)作为定年外标，采用标准锆石GJ-1 作为监控样品。在样品测试过程中每测定5 个样品点测定两次标准锆石91500，每个样品的信号采集时间为100s，其中前20s 为背景信号采集时间，样品信号采集时间为50s。流纹岩(DA-D09)的锆石定年和微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用LA-ICP-MS 方法完成，激光剥蚀系统为美国产的Geolas 2005准分子固体进样系统，ICP-MS 为Agilent 7500a。详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liu et al.(2008)。测试完成后，采用软件ICPMSDataCal(Liu et al.，2010)对两件样品的测试数据进行后期处理，年龄计算和协和图的绘制采用Isoplot 3.0 完成。

选取新鲜的具代表性的碱长花岗岩和光华组火山岩开展主量和微量元素测定。首先切除样品表面风化物;然后用Millipore 水清洗样品，晾干;再将样品碎成直径为1～2cm 的碎块;并将碎块置于振动磨中将其研磨成200 目粉末，每研磨完一个样品后，用Millipore 水将振动磨样品池清洗干净，以避免样品间的交叉污染。

主量和微量元素分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学微区分析室完成。主量元素采用X 射线荧光光谱法(XRF)分析，仪器为日本岛津公司生产的XRF-1800 型X 射线荧光光谱仪。具体方法为:(1)将粉末样品置于烘箱中，在105℃条件下烘干2h;(2)样品取出后在干燥器中冷却至室温，取0.7g 样品与7g 熔剂(67%无水次硼酸锂+33%无水偏硼酸锂)于铂金坩锅中，充分混合后加入3 到5 滴脱模剂(LiBr 300mg/mL);(3)将盛有样品的铂金坩埚置于高频熔融炉中，在1050℃的条件下熔融3～10min;(4)样品完全熔融后倒入模具中，快速冷却制成玻璃熔片;(5)在XRF 上用校准曲线法进行测定。

微量元素采用等离子质谱法(ICP-MS)分析。仪器为美国Thermo Fisher X Series Ⅱ型四极杆等离子体质谱，具体分析方法:(1)首先称取50 ±0.3mg 样品置于Teflon 坩埚中;(2)依次加入1mL HCl、1mL HNO3、3mL HF 及小于0.5mL(几滴)HClO4，拧紧盖子后置于170℃电热板上，加热48h;(3)待坩埚冷却至室温后，打开盖子置于170℃电热板上，直至样品蒸至湿盐状;(4)依次加入2.5mL 超纯水和2.5mL HNO3，拧紧盖子后置于170℃电热板上加热12h;(5)将溶液转入聚四氟乙稀塑料瓶中，并用超纯水定容至50mL;(6)在等离子体质谱仪上进行测试。

6 分析结果

6.1 锆石U-Pb 同位素测年

图5 东安金矿床赋矿岩浆岩中锆石的阴极发光照片(a)细粒碱长花岗岩(DA-64);(b)流纹岩(DA-D09)Fig.5 CL images of zircons from the host magmatic rocks of the Dong’an gold deposit(a)fine-grained alkali-feldspar granites (DA-64);(b)rhyolites(DA-D09)

本次研究从细粒碱长花岗岩(DA-64)和流纹岩(DAD09)2 个样品中分别选取了20 颗锆石进行U-Pb 同位素测定，测试结果如表1 所示。阴光发光图像显示2 个样品的锆石在形态特征上具有一定的相似性:锆石无色透明，金刚光泽，晶形较好，多呈自形-半自形长柱状，少数为短柱状，长100～300μm，长宽比介于1.5∶1～4∶1 之间，阴极发光照片上可见均匀的岩浆振荡环带结构(图5)。细粒碱长花岗岩(样品DA-64)的Th、U 含量分别为139 ×10-6～1451 ×10-6和225 ×10-6～1480 ×10-6，Th/U 比值为0.38～1.22;流纹岩(样品DA-D09)的Th、U 含量分别为140 ×10-6～1424 ×10-6和260 ×10-6～1020 ×10-6，Th/U 比值为0.35～1.82。上述特征表明，2 个样品均为典型的岩浆锆石。

样品DA-64 的20 颗锆石测点均落在U-Pb 谐和线上及其附近(图6a)，交点年龄为184 ±0.2Ma(MSWD =0.27)，206Pb/238U 加权平均年龄为183.2 ±1.3Ma(MSWD =0.33)，表明细粒碱长花岗岩侵位于早侏罗世。样品DA-D09 的20个测点均落在U-Pb 谐和线上及其附近，主要分布在两个范围内(图6b)，两个范围内的206Pb/238U 加权平均年龄分别为109.1 ±1.2Ma(MSWD =1.4)和181.6 ±4.2Ma(MSWD =2.2)。109.1 ±1.2Ma 应为流纹岩喷出年龄，181.6 ±4.2Ma为岩浆上侵过程中捕获的碱长花岗岩中锆石的年龄。另外有两个测点的206Pb/238U 年龄为150 ±2Ma 和236 ±3Ma 应该为岩浆上侵过程中捕获锆石的年龄。

6.2 主量及微量元素

6.2.1 碱长花岗岩

10 件碱长花岗岩样品(中粗粒碱长花岗岩和细粒碱长花岗岩各5 件)的主量元素测定结果列于表2 中。中粗粒碱长花岗岩和细粒碱长花岗岩的主量元素含量非常接近。在TAS 分类图解中全部样品落在花岗岩范围内，岩石具有高硅(SiO2=74.02%～78.72%)、高碱(Na2O + K2O =7.37%～8.72%)、高K2O/Na2O 比值(1.1～1.9)、低磷(P2O5=0.02%～0.06%)的特点，且P2O5与SiO2含量呈负相关(图7a)。里特曼指数σ =1.52～2.40(平均为2.02)，在SiO2-K2O图解中(图7b)全部样品落在高钾钙碱性系列范围内。铝饱和指数A/CNK 为1.03～1.19(平均为1.09)，其中大部分样品为弱过铝质(图7c)。CIPW 标准矿物中出现刚玉分子，但含量较低(0.38%～1.98%)。

表1 东安金矿床赋矿岩浆岩锆石U-Pb 同位素数据和测年结果Table 1 U-Pb isotopic compositions and dating results of zircons from the host magmatic rocks of the Dong’an gold deposit

如表3 和图8a 所示，细粒碱长花岗岩和中粗粒碱长花岗岩的稀土元素组成非常相似，稀土元素总量(ΣREE)为90.59 ×10-6～237.1 ×10-6，其中轻稀土总量(ΣLREE)为84.72 ×10-6～225.4 ×10-6，重稀土总量(ΣHREE)为5.48×10-6～11.72 ×10-6。轻稀土相对于重稀土明显富集，轻重稀土比值(ΣLREE/ΣHREE)为12.41～19.22，(La/Yb)N为12.69～30.20。具明显的Eu 负异常，δEu 为0.30～0.67。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图8b)，富集Rb、Th、U和K，亏损Nb、Ta、Sr、P 和Ti，Ba 相对于Rb 和Th 明显亏损。

表2 东安碱长花岗岩主量元素含量(wt%)Table 2 Major element compositions of the Dong’an alkali-feldspar granites (wt%)

图6 东安金矿床赋矿岩浆岩的锆石U-Pb 年龄谐和图(a)细粒碱长花岗岩(DA-64);(b)流纹岩(DA-D09)Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagrams of host magamatic rocks from the Dong’an gold deposit(a)fine-grained alkali-feldspar granites (DA-64);(b)rhyolites (DA-D09)

表3 东安金矿床赋矿岩浆岩微量元素含量(×10 -6)Table 3 Trace element compositions of the host magmatic rocks from the Dong’an gold deposit (×10 -6)

6.2.2 光华组火山岩

光华组8 件中酸性火山岩样品的主量元素测试结果列于表4。在火山岩TAS 图解中，5 件酸性岩落在流纹岩区域，1 件落在英安岩范围内，2 件落在安山岩范围内，8 件样品全部落入亚碱性区域中(图7d)。流纹岩高硅(SiO2=75.30%～82.76%)，高铝(Al2O3=9.17%～13.84%)，富碱(K2O +Na2O = 3.78%～7.43%)和全铁(Fe2O3T= 0.43%～1.47%)，贫MgO(0.20%～0.63%)、TiO2(0.08%～0.50%)和P2O5(0.03%～0.08%)。A/CNK=1.35～2.14，为强过铝质，里特曼指数σ =0.36～1.67。安山岩和英安岩，SiO2=59.41%～60.14%，Al2O3=16.49%～18.23%，K2O +Na2O=6.00%～6.64%，CaO =3.36%～5.49%，A/CNK =0.94～1.39，为准铝质到过铝质(图7c)，σ =1.67～1.98。在SiO2-K2O 图解中(图7b)，大部分样品落在高钾钙碱性系列和钾玄岩系列范围内，只有1 件样品落在钙碱性系列范围内。

图7 东安金矿床赋矿岩浆岩地球化学图解(a)碱长花岗岩P2O5-SiO2地球化学散点图;(b)岩浆岩K2O-SiO2图解(据Rickwood，1989);(c)岩浆岩A/CNK-A/NK 图解(据Peccerillo and Taylor，1976);(d)光华组火山岩TAS 图解(据Le Bas et al.，1986).引用数据来自刘伟等，2002Fig.7 Geochemical discriminating diagrams for the host magmatic rocks from the Dong’an gold deposit(a)P2O5-SiO2 diagram of alkali-feldspar granites;(b)K2O-SiO2 diagram of magmatic rocks (after Rickwood，1989);(c)A/CNK-A/NK diagram of magmatic rocks (after Peccerillo and Taylor，1976);(d)TAS diagram of volcanic rocks of the Guanghua Formation (after Le Bas et al.，1986).Cited data after Liu et al.，2002

如表3 所示，光华组流纹岩的稀土元素总量为(ΣREE)为122.3 ×10-6～162.0 ×10-6，其中轻稀土总量(ΣLREE)为108.4 ×10-6～145.1 ×10-6，重稀土总量(ΣHREE)为13.18×10-6～16.91 × 10-6，ΣLREE/ΣHREE 为7.80～10.85，(La/Yb)N为6.86～12.52，δEu =0.48～0.63。安山岩和英安岩ΣREE 为185.5 ×10-6～211.4 ×10-6，其中ΣLREE 为168.9×10-6～192.0 ×10-6，ΣHREE 为16.62 ×10-6～19.39×10-6，ΣLREE/ΣHREE 为9.53～10.17，(La/Yb)N为12.68～13.83，δEu =0.83～0.86。稀土元素配分曲线显示(图8c)，所有火山岩均具有轻稀土相对富集、重稀土相对亏损以及明显Eu 负异常的特点，但流纹岩的稀土元素总量略低于安山岩和粗安岩。如原始地幔标准化微量元素蛛网图所示(图8d)，光华组火山岩具有相似的微量元素组成，以富集Rb、Th、U 和K，亏损Nb、Ta、P 和Ti 为特征。

7 讨论

7.1 岩石成因

7.1.1 东安碱长花岗岩

本文获得的碱长花岗岩样品中无角闪石，SiO2含量(74.02%～78.72%)、全碱含量(Na2O + K2O = 7.37%～8.72%)和Fe2O3T/MgO 比值(2.00～5.97)均较高，表明它们经历了高度的结晶分异作用。实验研究表明，磷灰石在准铝质到弱过铝质的岩浆中溶解度很低，并且在结晶分异过程中随着SiO2的增加而降低(Wolf and London，1994)。本文数据显示，大部分碱长花岗岩为弱过铝质(A/CNK ＜1.1)，P2O5含量很低(＜0.06%)且随着SiO2含量的增加有降低的趋势，P2O5-SiO2相关关系与准铝质到弱过铝质的I 型花岗岩非常类似(图7d)，表明在岩浆结晶分异过程中磷灰石发生了分离结晶，不具备强过铝质的S 型花岗岩特点。少数高硅样品的A/CNK ＞1.1，可能与蚀变交代作用导致K、Na 含量降低而使A/CNK 增高有关。在岩浆结晶分异过程中，Th 和Y 的演化趋势也是判别花岗质岩浆类型的有效依据(Wolf and London，1994)，分异I 型花岗岩Th、Y 含量高并且与Rb 呈正相关，分异S 型花岗岩与之相反。如图9a 所示，东安碱长花岗岩的Th 与Rb 为正相关关系，与Lachlan 褶皱带中的I 型花岗岩的演化趋势一致(Chappell，1999)。

表4 光华组火山岩主量元素含量(wt%)Table 4 Major element compositions of the volcanic rocks of the Guanghua Formation (wt%)

东安碱长花岗岩与A 型花岗岩在岩相学和地球化学特征等方面虽有相似之处，但前者不含碱性暗色矿物(如钠闪石-钠铁闪石、霓石-霓辉石、铁橄榄石等)，并具有相对较低的Zr、Nb、Y、La、Ce、Zn 和Ga 含量，表明它应属于I 型花岗岩。在(Zr+Nb+Ce+Y)-(Fe2O3T/MgO)图解中(图9b)，大多数样品落在高分异的钙碱性花岗岩区域。此外，东安碱长花岗岩锆饱和温度较低(705～750℃)，也不具备A 型花岗岩高温浅成就位的特征。据此认为，东安碱长花岗岩属于高分异I 型花岗岩。前人通过对区内岩浆岩的研究，认为东北地区燕山期花岗岩成因类型为I 型和A 型，且大部分岩体为高分异I 型(吴福元等，1999;Wu et al.，2003)。本文研究的东安碱长花岗岩与区内同时期大部分岩体的成因类型一致。

I 型花岗岩一般由壳内中基性火成岩部分熔融而来(Chappell and Stephens，1988)，东安碱长花岗岩的地球化学特征也显示其物质主要来源于地壳。东安碱长花岗岩亏损Nb、Ta、P、Sr、Ti、Ba 和Eu 的地球化学特征，指示以地壳物质为主要来源的母岩浆经历了显著的分离结晶作用，其中Nb、Ta、Ti 的亏损表明钛铁矿和/或金红石的分离结晶，P 的亏损指示磷灰石的分离结晶，Eu 的负异常显示出斜长石和/或钾长石的分离，斜长石的分离导致Sr 和Eu 的负异常，而钾长石的分离则导致Eu 和Ba 的负异常。从Sr-Ba 和Sr-Rb 图解可以看出，Sr 从约150 ×10-6降低到约20 ×10-6，与此同时Ba 从约600 ×10-6迅速降低到约80 ×10-6(图9c)，表明了斜长石和黑云母发生了分离结晶，而并没有发生钾长石的分离作用，岩相学特征也表明在岩浆演化过程中钾长石的含量逐渐增加。随着Sr 含量的降低，Rb 含量并未发生明显变化(图9d)，也表明斜长石发生了分离结晶。综上所述，东安碱长花岗岩是壳源物质部分熔融形成的母岩浆经强烈的结晶分异作用而形成的。

7.1.2 光华组火山岩

有关东北地区早白垩世中酸性火山岩的成因主要有以下两种观点:下地壳岩石的部分熔融(孟凡雪等，2008;尹志刚等，2013)以及幔源玄武质岩浆的分异作用(张连昌等，2007;李超文等，2010;张玉涛等，2007)。幔源岩浆分异作用产生的酸性岩浆数量较少，一般用来解释小规模酸性岩的成因(Shinjo and Kato，2000)，而分布面积较广的中酸性岩通常认为与地壳部分熔融有关(Bryan et al.，2002;Yamamoto，2007)。小兴安岭及其邻区(如大兴安岭(张连昌等，2007)、松辽盆地(孟凡超等，2013;宋立忠等，2010;章凤奇等，2007)、吉林东南部(李超文等，2010)和辽西地区(孟凡雪等，2008)等)广泛发育早白垩世中酸性火山岩，如此大规模的中酸性火山岩不太可能由中基性岩浆分异而来，而主要可能是由下地壳岩石部分熔融而形成的。

光华组火山岩的岩性变化范围较宽，包括安山岩、粗安岩、英安岩和流纹岩等(图7e)，不同岩性在空间上共生，并具有连续的主、微量元素变化趋势，暗示它们可能为同源岩浆演化的产物。随着SiO2含量的升高，Al2O3、MgO、Fe2O3T、P2O5、CaO 和TiO2含量明显降低，反映在岩浆演化过程中分离结晶作用的存在。其中，MgO、Fe2O3T含量的降低表明富镁铁质矿物(如橄榄石、角闪石、斜方辉石)的分离结晶，而CaO 的降低则对应单斜辉石和基性斜长石的分离结晶作用。光华组火山岩从中性岩到酸性岩，Nb、Ta、Ti、P、Sr 和Eu 的亏损程度逐渐增强(图8c，d)，指示钛铁矿、金红石、磷灰石和斜长石分离结晶作用的存在。因此，光华组火山岩是由下地壳镁铁质岩石部分熔融形成母岩浆经结晶分异作用而形成的，安山岩代表下地壳部分熔融形成的初始中性岩浆，经过结晶分异后形成英安岩、流纹岩等酸性火山岩。

7.2 成岩时代和构造背景

中生代以来，东北地区爆发了大规模的成岩、成矿事件。随着多个矿床的发现，该地区逐渐成为众多学者研究的重点，并积累了大量的年代学资料。对已发表的中生代岩浆岩年代学资料(SHRIMP 和LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄)的统计分析发现，东北地区的岩浆活动主要集中在早-中侏罗世(170～200Ma)和早白垩世(100～130Ma，图10)。

图8 东安金矿床岩浆岩球粒陨石标准化稀土元素配分图曲线(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a，c)and primitive mantle-normalized trace element spiders (b，d)for the magmatic rocks from the Dong’an gold deposit (normalization values after Sun and McDonough，1989)

7.2.1 东安碱长花岗岩

本文获得的东安碱长花岗岩的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素年龄为183.2 ±1.3Ma，属早侏罗世。该时期正是区内中生代第一次岩浆活动的高峰期(图10)，发育大量的花岗岩。除东安碱长花岗岩外，还有霍吉河黑云母花岗岩(184 ±1.5Ma)(陈静，2011)、鹿鸣黑云母二长花岗岩(195.4 ±1.4Ma)(陈静，2011)、翠宏山黑云母二长花岗岩(199 ±3Ma)(谭成印等，2009)、大黑山二长花岗岩(178 ±3Ma)(葛文春等，2007)和三道湾子二长花岗岩(188.7 ±1.7Ma)(陈静和孙丰月，2011)等。

有关东北地区早-中侏罗世的大地构造背景存在着较大的争议，大部分学者认为环太平洋板块的俯冲对早-中侏罗世花岗岩的形成产生了重要影响(陈静，2011;杨言辰等，2012)，另有部分学者认为此时期处于古亚洲构造域的造山后伸展环境(韩振哲等，2009)。多数观点认为，古亚洲洋闭合于晚二叠世末-早三叠世初(250～240Ma)(孙德有等，2004;王玉净和樊志勇，1997)，而环太平洋板块的俯冲作用则始于中-晚三叠世(赵春荆，1996;方文昌，1992)。因此，早-中侏罗世时东北地区很可能已处于环太平洋构造域。在Y-Nb 图解中(图11a)，东安碱长花岗岩样品均位于同碰撞花岗岩和火山弧花岗岩范围内;在Rb/30-Hf-Ta×3 三角图解中(图11b)，大部分样品落入火山弧花岗岩区域。锆饱和温度计算(Watson and Harrison，1983)表明，东安碱长花岗岩属于低温花岗岩(705～750℃)，这可能与流体的加入有关，反映其形成的构造背景与俯冲作用有关。另外，区内此时期的花岗岩呈近NNE、NE 向分布，与太平洋板块的俯冲方向几乎一致。综上认为，东安碱长花岗岩形成于受太平洋板块俯冲作用影响的挤压构造环境中。

7.2.2 光华组火山岩

光华组流纹岩的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素年龄为109.1 ±1.2Ma，对应于区内早白垩世岩浆活动的高峰期(图10)。此时期区内除发育大范围的火山岩外，还出露有大量的侵入岩体，如乌拉嘎葡萄沟岩体(108.2 ±1.2Ma)(王永彬等，2012)以及三道湾子辉绿玢岩(112.2 ±1.0Ma)(陈静，2011)等。

图9 东安碱长花岗岩地球化学图解(a)Rb-Th 地球化学散点图(Lachlan 褶皱带中的I 型和S 型花岗岩的演化趋势据Chappell，1999);(b)(Zr+Nb+Ce+Y)-(Fe2 O3T/MgO)分类图解(底图据Whalen et al.，1987)，A-A 型花岗岩，FG-分异的M、I 和S 型花岗岩，OGT-未分异的M、I 和S 型花岗岩;(c、d)Sr-Ba 和Sr-Rb 图解(底图据Li et al.，2007)，图中矢量代表主要造岩矿物发生50%的分离结晶作用，PlAn50-斜长石(An=50)，PlAn15-斜长石(An=15)，Kfs-钾长石，Amp-角闪石，Grt-石榴子石，Ms-白云母，Bt-黑云母Fig.9 Geochemical diagrams for the Dong’an alkali-feldspar granites(a)Rb-Th diagram (the trend of I-and S-type granites in Lachlan Fold Belt after Chappell，1999);(b)(Zr +Nb +Ce +Y)-(Fe2 O3T/MgO)classification diagram (after Whalen et al.，1987)，A-A-type granite，FG-fractionated M-，I-and S-type felsic granites，OGT-unfractionated M-，Iand S-type granites;(c，d)Sr-Ba and Sr-Rb diagram (after Li et al.，2007)，labeled vectors correspond to up to 50% fractionation crystallization of the main rock-forming minerals，PlAn50-plagioclase (An =50)，PlAn15-plagioclase (An =15)，Kfs-K-feldspar，Amp-amphibole，Grt-garnet，Msmuscovite，Bt-biotite

图10 东北地区中生代侵入岩年龄分布直方图数据据Wu et al.，2003;陈静，2011;葛文春等，2005，2007;Wu et al.，2002;谭成印等，2009;杨言辰等，2012;孙德有等，2004，2005;徐美君等，2013;曾涛等，2011;陈静和孙丰月，2011;唐杰等，2011;郭春丽，2004;林强等，1998Fig.10 Frequency histogram of emplacement ages of intrusions in the area of NE China

早白垩世整个中国东部广泛发育双峰式火山岩组合(裴福萍，2005;许文良等，2004;林强等，2003)、A 型花岗岩(郭春丽等，2004)和变质核杂岩(Yang et al.，2007;Liu et al.，2005)，表明此时期区域性伸展环境的存在。关于东北地区早白垩世的大地构造背景存在较多的争议，主要观点包括环太平洋板块的俯冲作用(赵海玲等，1998;Zhang et al.，2008)、蒙古-鄂霍茨克海闭合后的造山后伸展作用(Fan et al.，2003;Meng，2003)以及地幔柱上升的影响(林强等，1998;葛文春等，2000)。代表地幔柱活动的标志性产物在本区未见报导(Fan et al.，2003)，早白垩世岩浆岩在东北地区乃至整个中国东部广泛发育，地幔柱活动难以产生如此大范围的岩浆岩。蒙古-鄂霍茨克构造域影响的范围主要为松辽盆地以西(许文良等，2013)，早白垩世火山岩在大兴安岭、小兴安岭、松辽盆地、吉林东南部以及辽西地区都有出露，蒙古-鄂霍茨克海闭合后的缝合带沿NE 向展布，与早白垩世岩浆岩的NNE 向分布存在差异。光华组火山岩明显富集Rb、Th、U、K 和轻稀土元素，亏损Nb、Ta 和Ti，显示出活动大陆边缘火山岩的特点(Gill，1987)。上述证据表明，早白垩世东北地区主要受太平洋板块俯冲作用的影响。

图11 花岗岩构造环境判别图(a)Y-Nb 图解(底图据Pearce et al.，1984);(b)Rb/30-Hf-Ta×3 三角图(底图据Harris et al.，1986).VAG-火山弧花岗岩;ORG-洋中脊花岗岩;WPG-板内花岗岩;Syn-COLG-同碰撞花岗岩;POG-碰撞后花岗岩Fig.11 Tectonic discrimination diagrams of granites(a)Y-Nb diagram (after Pearce et al.，1984);(b)Rb/30-Hf-Ta×3 diagram (after Harris et al.，1986).VAG-volcanic-arc granite;ORG-oceanridge granite;WPG-within-plate granite;Syn-COLG-syn-collision granite;POG-post-collision granite

晚侏罗世到早白垩世太平洋板块的俯冲方向发生改变(Maruyama et al.，1997)，东北地区的构造环境由挤压转变为伸展。加厚的地壳发生拆沉，从而引起岩石圈伸展减薄，软流圈上涌并发生底侵作用，镁铁质下地壳部分熔融产生大量的中酸性岩浆，岩浆演化过程中发生强烈的结晶分异作用，从而形成了光华组中酸性火山岩。

7.3 成岩成矿关系

东安金矿床矿石的Rb-Sr 全岩年龄为108Ma(薛明轩等，2002)，蚀变绢英岩的Ar-Ar 同位素年龄为107.24Ma(杨铁铮，2008)，指示成矿年龄为早白垩世，与本文获得的光华组流纹岩的成岩年龄(109.1 ±1.2Ma)在误差范围内一致，成矿年龄略小于成岩年龄，符合浅成低温热液型金矿床的特征。碱长花岗岩和光华组火山岩同为东安金矿床的赋矿围岩，但碱长花岗岩的侵位年龄(183.2 ±1.3Ma)比成矿年龄早近80Ma，表明碱长花岗岩除了其中的脆性断裂为成矿提供场所以外，与成矿关系不大。而光华组火山岩与成矿关系紧密，二者在时间上一致，在空间上密切共生，并且具有相同的展布方向，暗示成矿作用与早白垩世火山作用为同一地质事件。

东北地区处于欧亚大陆东北缘，晚中生代受太平洋板块俯冲引起的大陆岩石圈伸展减薄和拆沉作用的影响，在区内形成了大量的浅成低温热液型金矿床，赋矿围岩主要为早白垩世陆相火山岩(郑硌等，2013;李向文等，2012;杨芳林等，2000;门兰静等，2010)。东安金矿床为东北地区典型的低硫型浅成低温热液金矿床，本次研究表明，东安金矿床成矿作用与早白垩世光华组火山岩关系密切，再次证明早白垩世陆相火山岩是本区寻找浅成低温热液金矿床的有利场所。

8 结论

东安浅成低温热液型金矿床中，作为赋矿围岩的碱长花岗岩和光华组火山岩的成岩年代分别为183.2 ±1.3Ma 和109.1 ±1.2Ma。碱长花岗岩具高硅、高钾和低磷特征，富集Rb、Th、U 和K，亏损Nb、Ta、Sr、P 和Ti，属于高分异的I 型花岗岩，是受太平洋板块俯冲作用影响的挤压构造环境的产物。光华组火山岩为一套中酸性火山岩，富集Rb、Th、U 和K，亏损Nb、Ta、P 和Ti，是太平洋板块俯冲方向发生改变后的岩石圈伸展减薄环境下，镁铁质下地壳部分熔融的产物。成矿与光华组火山岩关系密切，表明早白垩世陆相火山岩是东北地区寻找浅成低温热液型金矿床的有利场所。

致谢 野外工作中得到了武警黄金第一支队王艳忠、陈桂虎、赵洪海、任传涛、薛继广和黄伟等技术人员的大力支持与帮助;本文在写作和修改过程中得到了陈越博士、孟繁一博士、彭义伟博士和曹华文博士的指导和帮助;审稿人提出了宝贵的修改意见;在此一并致谢!

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